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1、第四章 海洋和陸地水,第一節(jié) 地球水循環(huán)與水量平衡 第二節(jié) 海洋起源與海水理化性質(zhì) 第三節(jié) 海水的運(yùn)動(dòng) 第四節(jié) 海平面變化 第五節(jié) 海洋資源和海洋環(huán)境保護(hù) 第六節(jié) 河流 第七節(jié) 湖泊與沼澤 第八節(jié) 地下水 第九節(jié) 冰川,第 四 章 海 洋 和 陸 地 水,教學(xué)重點(diǎn) 認(rèn)識(shí)地球水循環(huán)與水量平衡的規(guī)律，掌握海洋、河流、湖泊、地下水及冰川等水域環(huán)境的特點(diǎn)及其變化規(guī)律。 教學(xué)難點(diǎn) 海洋、河流、湖泊、地下水及冰川等水域環(huán)境的特點(diǎn)及其變化規(guī)律。 教學(xué)活動(dòng) 實(shí)習(xí)與實(shí)驗(yàn)：在野外認(rèn)識(shí)海洋、河流、湖泊、地下水及冰川等水域環(huán)境的特點(diǎn)及其變化規(guī)律。 檢索分析：在圖書館文獻(xiàn)信息系統(tǒng)或者網(wǎng)絡(luò)上，檢索“水循環(huán)”、“海洋”、

2、“河流”、“湖泊”、“地下水”及 “冰川”，分題名檢索和關(guān)鍵詞檢索，看有哪些圖書、論文和網(wǎng)站與之有關(guān)，并了解該領(lǐng)域的新進(jìn)展。 參考文獻(xiàn) 1. David H. Miller. Water at the Surface Currents of the Earth. Academic Press. 1977 2. 施雅風(fēng)等.中國海平面上升及其影響評估.中國科學(xué)院院士咨詢報(bào)告總第一號(hào). 北京：科學(xué)出版社，1994. 3. 范時(shí)清.地球與海洋.北京：科學(xué)出版社，1982. 4. 葉錦昭等.世界水資源概論.北京：科學(xué)出版社，1993.,第四章 海洋和陸地水,,地球上的原始海洋早于地球上的 生命，并為地球

3、上生命的誕生和繁 衍創(chuàng)造了條件。體現(xiàn)原始生命大繁 衍的中國云南澄海動(dòng)物群化石就出 現(xiàn)在潮灘沉積巖系之中。直到 幾億年后的今天，人類的 生存和發(fā)展依然十分依賴于水。,研究水存在于地球大氣和地球表面、以及地下的各種現(xiàn)象的發(fā)生和發(fā)展規(guī)律及其內(nèi)在聯(lián)系的學(xué)科稱水文學(xué)。 借助于實(shí)驗(yàn)和分析方法，研究以水為主的液體的平衡和運(yùn)動(dòng)規(guī)律，并探討應(yīng)用這些規(guī)律以解決實(shí)際問題的學(xué)科稱水力學(xué)。,20世紀(jì)三門峽大壩,21世紀(jì)伊犁牧民水力發(fā)電,水是生命的重要組成部分 水是生存環(huán)境中最活躍部分,自然形成的露珠,3月22日是世界水日， 中國水周的開始 全國400多城市缺水 七大水系劣質(zhì)水占三成 飲用江水中測出468

4、種污物 走遍長江，沒有一處的水可以 捧起來喝 北方一些地方有河皆干, 有水皆污 淺層地下水50%污染,2005年3月22日,,中國水資源方面存在的問題：水資源水量的不足 總28000億立方米,占全球6% 人均2200立方米, 世界平均1/4, 美國的1/5, 世界上第121位,1976年10月洞庭湖,水質(zhì)性的缺水（水污染） 水的分配不均的缺水（南多北少） 利用率較低的缺水（如漫灌） 觀念落后（因地制宜等）,中國的水科學(xué),都江堰、靈渠工程 （公元前214年）,第一節(jié) 地球水循環(huán)與水量平衡,一、地球上水的分布,地 球 的 水 量 估 計(jì),水 圈 和 大 洋 主 要 參 數(shù)

5、的 變 化,地球上水的分布,據(jù)1970年國際水文學(xué)會(huì)的數(shù)據(jù)，地球上的水量總體積 約15108km3，它們分聚為江河湖、海及冰川等多類水 體。如果把各類水體鋪在地球表面的平均深度，規(guī)定為 它們的當(dāng)量深度，那么，估算的 海洋水體的當(dāng)量深度為2700-2800m 冰和雪為50m，地下水為15m， 陸地上的河湖水為0.4-1.0m， 大氣水的當(dāng)量深度為0.03m。 水域是指水體的地理位置，自由水面的形狀與面積。 所謂水圈，由地球表面各類水體各地水域共同組成， 抽象為覆蓋地球表面的水層，實(shí)際上是不連續(xù)的、上下 高程相差很大的自在水體水域的總稱。 水圈對地球環(huán)境有重要的貢獻(xiàn)，水體或水域?qū)Φ厍?/p>

6、環(huán) 境的影響則各有各的有效范圍，它們造成了地球環(huán)境的 分異，而且建立了以水體或水域?yàn)橹行牡?、向外逐漸減 弱其影響強(qiáng)度的、次級(jí)地球環(huán)境的變化系列。,二、水循環(huán)與水量平衡 （一）水循環(huán),全球水循環(huán)過程和數(shù)量,美國的水系圖,全球水分循環(huán)使水圈成為一個(gè)開放性動(dòng)態(tài)系統(tǒng)，對人類生存和社會(huì)生產(chǎn)十分重要的淡水資源成為全球水分循環(huán)開放動(dòng)態(tài)系統(tǒng)中的一個(gè)“站”，它除了作為暫時(shí)停留的靜儲(chǔ)量之外，還包含水分循環(huán)過程中的動(dòng)儲(chǔ)量。全球河流總貯水量1250km3，而全年河流總徑流量達(dá)38000km3，其交替率為0.032年。由此可見，水分循環(huán)的強(qiáng)弱不僅與實(shí)際有效循環(huán)水量有關(guān)，而且與循環(huán)速度有關(guān)。如何增加實(shí)際有效水量， 控制水

7、分循環(huán)的 過程，對水資源 研究就是一個(gè)很 重要的課題。有 人估計(jì)，全球廣 泛的修筑水庫， 實(shí)際上就是增加 實(shí)際有效水量， 它還無意地削弱 了本世紀(jì)以來全 球平均海平面的 上升。,全球水分循環(huán)系統(tǒng)是開放系統(tǒng)，它有地球內(nèi)部原生水的補(bǔ)給，以 及巖石圈板塊運(yùn)動(dòng)所帶來的地球表層水量的得失。地球內(nèi)部原生水 通過火山噴發(fā)和溫泉途徑補(bǔ)給地球表層。如果按穩(wěn)定累積速度計(jì) 算，在過350 Ma內(nèi)，地球內(nèi)部原生水補(bǔ)給總量可達(dá)231109km3， 已是地球表層總水量的150多倍，但這些水的大部分又通過板塊運(yùn) 動(dòng)回歸到地球內(nèi)部，參與地球內(nèi)部與地球表層之間的水分循環(huán)，只 有大約0.6%保留在地表，即相當(dāng)于地球表面的總水量.

8、,冰島熱泉,黃石公園熱泉,,水循環(huán)是貯水庫水體之間水分的往返交換，周而復(fù)始的互補(bǔ)。 水循環(huán)的實(shí)施途徑是水的三種物態(tài)的更替與流動(dòng)。 水循環(huán)的基本動(dòng)力是太陽輻射能與地球引力，以及在水循環(huán)過程中的能量轉(zhuǎn)移。 全球水分循環(huán)是地球各圈層之間的水分交換，是最基本的物質(zhì)流、能量流及生物地球化學(xué)循環(huán)，并對天氣和氣候及地貌發(fā)育起著重要的作用。,各種形式的水在循環(huán)中以不同周期自然更新。多年凍土帶和極地冰蓋更新周期最長，約需1萬年左右，海水則需2500年，山岳冰川視規(guī)模需數(shù)十年到1600年不等，深層地下水1400年，較大的內(nèi)陸海1000年，湖泊幾年到幾十年不等，沼澤15年，土壤水280天到1年，河川水1020天，大

9、氣水89天，生物水只需幾小時(shí)。 （二）水量平衡 全球水量平衡方程： PC+PO=EC+EO 式中， PC為大陸降水量 ； PO為海洋降水量； EC為大陸蒸發(fā)量；EO為海洋蒸發(fā)量。,年平均大洋淡水平衡方程： P+R-E=0 或 P+R=E 即大洋年降水量加入海徑流量等于大洋年蒸發(fā)量。,全 球 年 水 量 平 衡,,研究水量平衡的意義在于 某個(gè)貯水庫或水體來說，必定存在來 水量等于出水量和蓄水變量之和的關(guān)系。人們還可以采取措施調(diào)節(jié) 來水量、出水量與蓄水量三者之間的關(guān)系，以利于水資源的開發(fā)利 用。對于非灌溉土壤來說，短短一周內(nèi)積累的降水就至關(guān)重要。地 表淡水貯水庫對于1-10年內(nèi)累積的降水或融

10、雪是敏感的，而地下水 對于10-103年內(nèi)積累的降水才有反應(yīng)。因此，我們用水分循環(huán)與水量 平衡理論，對1-102年內(nèi)糧食生產(chǎn)所需水分進(jìn)行科學(xué)預(yù)測和合理調(diào) 用，對農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和經(jīng)濟(jì)發(fā)展就有十分重要的意義。,水量平衡 從上表可以看出： （1）海陸降水量之和等于海陸蒸發(fā)量之和，說明全球水量保持平衡，基本上長期不變； （2）海洋蒸發(fā)量提供了海洋降水量的85和陸地降水的89，海洋是大氣水分和陸地水的主要來源； （3）陸地降水量中只有11來自陸地蒸發(fā)，說明大陸氣團(tuán)對陸地降水的作用遠(yuǎn)遠(yuǎn)不及海洋氣團(tuán)的作用； （4）海洋蒸發(fā)量大于降水量，陸地蒸發(fā)量小于降水量，海洋和陸地水最后通過徑流達(dá)到平衡。,全球范圍內(nèi)的水量平

11、衡方程式，取決于地球上主要貯水庫水分停 留時(shí)間方面的差別，會(huì)在短時(shí)間內(nèi)出現(xiàn)某貯水庫的貯水量，或某貯 水庫之間的水分通量，發(fā)生變化，以至水量平衡方程式失去平衡， 但對多年平均而言，它將趨于新的平衡。 然而，對于一個(gè)區(qū)域來說，其水量平衡方程式的每一個(gè)因子都是 可變的和易變的，而且導(dǎo)致其發(fā)生變化的因素也是很多很復(fù)雜的。 例如20世紀(jì)70年代，在長江中游下荊江河段實(shí)施栽彎取直，縮短了 航程約74千米， 增大了流量，但 減少了其上游部 位通過分流口向 洞庭湖區(qū)的分流 量，改變了洞庭 湖區(qū)的水量平衡 方程式以及洞庭 湖區(qū)有些地方的 水環(huán)境特征。,下荊江的裁彎取直以及與洞庭湖出口的位置關(guān)系圖,我國陸地面積的

12、56.72%的地面徑流最終匯入太平洋，總面積的6.51%的地面徑流最終匯入印度洋，另有總面積的0.53%的地面徑流匯入北冰洋，總面積的36.24%則為內(nèi)流區(qū)。在中國的水分充沛地區(qū)，徑流系數(shù)可達(dá)0.70以上，但在干旱地區(qū)則蒸發(fā)系數(shù)很大，而徑流系數(shù)很小(表18-3)。,中國水量平衡估算,全球降水量與蒸發(fā)量的緯度變化,第二節(jié) 海洋起源與海水理化性質(zhì),一、海洋的起源 二、世界大洋及其區(qū)分 世界大洋分為四部分：太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。從南美合恩角沿68oW線至南極洲，是太平洋與大西洋的分界線。從馬來半島起通過蘇門答臘、爪哇、帝汶等島、澳大利亞的倫敦德里角，沿塔斯馬尼亞島的東南角至南極洲，是太

13、平洋與印度洋的分界。從非洲好望角起沿20oE線至南極洲，是印度洋與大西洋的分界。北冰洋則大致以北極圈為界。,世 界 大 洋 的 面 積 和平 均 深度,三、海及其分類 1.定義：大洋的邊緣因?yàn)榻咏蛏烊腙懙囟蚨嗷蛏倥c大洋主體相分離的部分稱為海。海是洋的組成部分。據(jù)國際水道測量局統(tǒng)計(jì)，各大洋共有海54個(gè)。 2.海的分類： （1）內(nèi)海：四周幾乎完全被陸地包圍，只有一個(gè)或多個(gè)海峽與洋或鄰海相通。它位于一個(gè)大陸內(nèi)部或兩個(gè)大陸之間。如地中海、紅海、黑海、波羅的海、渤海。 （2）邊緣海：位于大陸邊緣，以半島或島嶼與大洋或鄰海相分隔，但直接受外海洋流和潮汐的影響。如白令海、黃海、東海。 （3）外海：雖位

14、于大陸邊緣， 但與洋有廣闊聯(lián)系的海。如 阿拉伯海等。,（4）島間海：大洋中由一系列島嶼所環(huán)繞形成的水域， 稱為島間海。如爪哇海。 四、海水的組成 （一）海水的化學(xué)成分 海水是含有多種溶解固體和氣體的水溶液，其中水約占96.5，其它物質(zhì)占3.5。海水中還有少量有機(jī)和無機(jī)懸浮固體物質(zhì)。通常把每升海水中含100mg以上的元素，叫常量元素，不足100mg的叫做微量元素。,海 水 主 要 鹽 分,（二）海水的鹽度和氯度 海水鹽度是指海水中全部溶解固體與海水重量之比，通 常以每千克海水中所含的克數(shù)表示。 每千克海水中所含氯的克數(shù)，稱海水的氯度。 知道了氯度，就可以按照克努森公式計(jì)算鹽度： 鹽度0.0

15、31.805氯度 計(jì)算海面鹽度的公式： 鹽度34.60.0175（EP） P代表降水量，E代表蒸發(fā)量。,鹽度 是指海洋水中全部溶解固體與水重量之比，平均為34.6， 變化范圍3340，主要與水域水分循環(huán)有關(guān)。對以蒸發(fā)為主 要水分輸出的海洋水域，海洋水的鹽度就較偏高，如江海。,海水鹽度分布規(guī)律,（1）大洋鹽度一般在33-37之間，因降水、蒸發(fā)和入海徑流的影響而發(fā)生變化。 （2）高緯區(qū)、雨量特別豐沛的赤道帶和有巨大河流入海的沿岸區(qū)，鹽度一般低于33. （3）蒸發(fā)量特別大的紅海則高達(dá)40. （4）南北緯40之間，赤道帶附近鹽度最低，兩個(gè)副熱帶高壓帶鹽度最高。 （5）深層和底層海水一般為34.6-35

16、，變幅很小。,,海水的鹽度,,,,1、主要鹽類：,3、分布規(guī)律：,2、鹽度：,,海水的鹽度,,,,,,1、主要鹽類：,3、分布規(guī)律：,2、鹽度：,規(guī)律2、河流入海處鹽度低（大量淡水注入）,從低緯到高緯，鹽度高低主要取 決于蒸發(fā)量和降水量之差,海水的鹽度,,最大：紅海,4、極值,紅海海域較為封閉，與低鹽度的 海水交換少。,位于副熱帶海區(qū)，降水少而蒸發(fā) 旺盛，蒸發(fā)量大于降水量；,紅海兩岸是干燥的沙漠地區(qū)， 幾乎無淡水匯入；,4.1%,1、主要鹽類：,3、分布規(guī)律：,2、鹽度：,,海水的鹽度,,最?。翰_的海,處于溫帶海洋性氣候區(qū)， 降水量大于蒸發(fā)量；,四周陸地河流眾多， 有大量淡水匯入；,海域較為

17、封閉，高鹽度 的海水流入少。,不超過1%,4、極值,1、主要鹽類：,3、分布規(guī)律：,2、鹽度：,海水的鹽度,,4、極值,1、主要鹽類：,3、分布規(guī)律：,2、鹽度：,5、影響因素,有無淡水注入（近岸地帶）,降水量與蒸發(fā)量（外?；虼笱螅?洋流,,五、海水的溫度、密度和透明度 （一）海水的溫度 海水的溫度決定于其熱量收支狀況。海水溫度有明顯的 季節(jié)變化和日變化。太陽輻射的日變化是水溫日變化的最主要的原因。 海水表層平均溫度變化于1.730oC間，最高水溫出現(xiàn)在赤道以北，稱為熱赤道。 水溫從熱赤道向兩極逐漸降低.由于陸地集中于北半球，故北半球海水等溫線分布極不規(guī)則,而南半球等溫線近似平行

18、于緯線。 北半球水溫略高于南半球同緯度水溫。 不同溫度性質(zhì)的洋流交會(huì)處，海水溫度梯度最大，等溫線特別密集 。,西大西洋淺海水溫季節(jié)變化,海水溫度垂直變化規(guī)律,不同水溫水體的混合，稱混合層；混合層（等溫層）的深度，隨夏-秋-冬-春的變化，深度漸增； 溫帶水域冬季水深50-60m以下水溫高于淺層水溫，導(dǎo)致水體垂直對流加??； 春季水深幾十米以上的水溫梯度為最小，幾乎在水深為60米的范圍內(nèi)都為混合層； 夏季表層水溫要比30-40m以下高10-12，上下溫度梯度最大。,（二）密度 單位體積中的海水質(zhì)量就是海水的密度。海水密度值約 為1.0221.028g/cm3。溫度升高時(shí)密度減小，鹽度增加 時(shí)

19、，密度增大。 海洋水的密度約為1.022-1.028，它是溫度、鹽度和壓力的函數(shù)。當(dāng)鹽 度為24.7，最大密度與結(jié)冰溫度均為-1.332。當(dāng)鹽度為 24.7，表層海水在冷卻過程中密度逐漸增大，于是對流混合加 劇。通常情況下海水鹽度是34.60。所以海洋水最大密度的溫度低于它的結(jié)冰溫度。 （三）顏色與透明度 海水的顏色取決于海水對陽光的吸收和反射狀況。 海水透明度以直徑30cm的白圓盤投入水中的可見深度來 表示。海水顏色、懸浮物質(zhì)、浮游生物、海水渦動(dòng)、入海 徑流，甚至天空的云量都對透明度有影響。,深層海水 浩瀚湛藍(lán)的海洋，給人以純清的感 覺，但實(shí)際上只有超過200 m 深的深層海水才是 目前地球

20、上最清潔的水。落入海洋的污染物都被表 層海水溶解了，不會(huì)污染深層海水；深層海水所含 的細(xì)菌類也非常 少，僅約為表層 海水的千分之一 至萬分之一。深 層海水的溫度比 較穩(wěn)定，還含有 豐富的氮、硅、 磷等。,巴拿馬觀海,大西洋中部的馬尾藻海域，因表層水溫常年偏高，且不斷 蒸發(fā)，導(dǎo)致表層海水鹽度增高、密度增大，而表層海水下 沉。一方面，表層水下沉，營養(yǎng)鹽分少，浮游生物極少， 所以該地海水顏色最藍(lán)，透明度達(dá)66.5m（黃海的透明度 只有3-15m）；另一方面，其他海域表層低鹽度海水，流 向馬尾藻海域，補(bǔ)償該處表 層海水的下沉，由此而產(chǎn)生 縱貫大西洋的、深層與淺層 海水交換的海洋對流，據(jù)測 算在北大西洋

21、南極之間的 海洋對流的水通量為 20106m3/s(或20 Sverdrup)。,第三節(jié) 海水的運(yùn)動(dòng),一、潮汐與潮流 （一）潮汐現(xiàn)象與引潮力 由月球和太陽的引力引起的海面周期性升降現(xiàn)象，稱為 潮汐。海面升高，海水涌上海岸，叫漲潮。海面下降，海 水從岸上后退，叫落潮。漲潮時(shí)海水面最高處稱為高潮， 落潮時(shí)海水面最低處稱為低潮。高潮與低潮的落差，就是 潮差。潮差是以朔望月為周期性變化的。潮差最大時(shí)， 叫高潮，反之叫低潮。 地球上某一點(diǎn)所受到的太陽和月球的 引力與其受到的太陽和月球的引力 的平均值大小有差別，方向 也不同，正是這一引力差使海平面發(fā)生升降，故稱之為引潮力。引潮力朝向月球 和太陽

22、一面時(shí)形成的潮汐，稱順潮，反之稱對潮。,,朔 望 月 內(nèi) 的 潮 汐 變 化,根據(jù)潮汐的周期變化，可將其分為 半日潮、混合 潮、全日潮三種。 （二）潮流 海水受月球和太陽的引力而發(fā)生潮位升降的同時(shí)，還發(fā)生周期性的流動(dòng)，這就是潮流。潮流也分為 半日潮流、混合潮流和全日潮流三種。若以潮流流向變化分類，則外 海和開闊海區(qū)，潮流流向在半日或一日內(nèi)旋轉(zhuǎn)360o的，叫回轉(zhuǎn)流；近岸海峽和海灣，潮流因受地形限制，流向主要是在兩個(gè)相反方向上變化的，叫往復(fù)流。此外，漲潮時(shí)流向海岸的潮流叫漲潮流，落潮時(shí)離開海岸的潮流叫落潮流。喇叭形海灣或河口灣可以激起怒潮。,二、海洋中的波浪 （一）波浪及其類型 1.定義：海洋

23、中的波浪是指海水質(zhì)點(diǎn)以其原有平衡位置 為中心，在垂直方向上作周期性圓周運(yùn)動(dòng)的現(xiàn)象。波浪包 括波峰、波谷、波長、波高四個(gè)要素。 2.分類 風(fēng)浪：由風(fēng)的作用產(chǎn)生 A.按照 海嘯：因地震或風(fēng)暴產(chǎn)生 其成因 潮波：因引潮力引起 氣壓波：因氣壓突變 船行波：船行作用 B.按照波長和水 深水波（短波） 深的相對關(guān)系 淺水波（長波）,,,C. 按照作 強(qiáng)制波 用力情況 自由波（余波） 連接不同水層上以勻速旋轉(zhuǎn)的水分子在波峰和波谷中的 點(diǎn)而構(gòu)成的曲線，叫余擺線。 水分子的圓形軌跡到了和 波長相等的深度就不再存在，這個(gè)深度就

24、是波底，即波浪 能量向深處傳遞的極限。如下圖所示：,,波浪由深水區(qū)進(jìn)入海岸帶的變化過程,波 浪,（二）波浪的折射 波峰線在深水區(qū)是和引起波浪的力的方向，即波前進(jìn)方向相垂直的。但波浪前進(jìn)方向常常與海岸斜交，這樣，同一波列兩端的水深就可能有較大差異。近岸較淺一端因受摩擦而減速，離岸遠(yuǎn)而較深一端在深水處繼續(xù)保持原速前進(jìn)，最后波峰線將發(fā)生轉(zhuǎn)折而與海岸平行，這種現(xiàn)象就是海浪的折射。 波浪前進(jìn)方向與海岸斜交常常造成水體沿海岸流動(dòng)，這種縱向水流稱為沿岸流。 下面為兩幅波浪折射圖示：,平直海岸的波浪折射,港灣海岸的波浪折射,三、洋面流和水團(tuán)運(yùn)動(dòng) 海水沿著一定方向有規(guī)律的水平運(yùn)動(dòng)，就是洋流。

25、洋流是海水的主要運(yùn)動(dòng)形式。風(fēng)力是洋流的主要?jiǎng)恿?，地球偏轉(zhuǎn)力、海陸分布和海底起伏等，也對洋流有影響。 （一）洋流的成因和分類 1.按照成因分：摩擦流、重力氣壓梯度流和潮流三類,風(fēng)海流（漂流）是最重要的摩擦流。從海面到摩擦深度的海水運(yùn)動(dòng)，稱為風(fēng)海流。 重力氣壓梯度流包括傾斜流、密度流和補(bǔ)充流。傾斜流是因風(fēng)力作用、陸上河水流入或氣壓分布不同，使海面因增水或 減水形成坡度，從而引起的海水運(yùn)動(dòng)。,密度流則是由于海水溫度、鹽度不同，使得密度分布不均勻,海面發(fā)生傾斜而造成的海水運(yùn)動(dòng)。 2. 根據(jù)流動(dòng)海水溫度的高低，還可以把洋流分為暖流和寒流。暖流比流經(jīng)海區(qū)的溫度高，寒流比流經(jīng)海區(qū)的溫度低。 （二

26、）洋流模式和主要洋流 根據(jù)行星風(fēng)系理論，地球上實(shí)際存在的洋面風(fēng)，在北半球有0o30o的東北風(fēng)，30o60o的西南風(fēng)和60o至極地的東北風(fēng)。南半球的洋面風(fēng)與北半球相差90o。 由行星風(fēng)系可以推論出三種洋面流模式： （1）北半球的風(fēng)吹動(dòng)洋面而最終輸送一層方向偏右90o的厚約100m的上層洋流。如下圖所示：,30oN盛行風(fēng)產(chǎn)生大洋高壓區(qū),（2）30o60oN的西南風(fēng)使上層水流向東南，60o90o 的東北風(fēng)又使上層水流向西北，導(dǎo)致以60oN為中心形成 一個(gè)低凹。如下圖所示：,（3）赤道無風(fēng)帶兩側(cè)，因北半球的東北風(fēng)和南半球的東南風(fēng)，上層水流必然從赤道向外流動(dòng)。圍繞赤道低壓系統(tǒng)，北半球部分的洋面流最

27、終將呈反時(shí)針方向，而南半球部分 則是順時(shí)針方向。由于二者方向相反，因而就形成兩個(gè)赤 道環(huán)流。如下圖所示：,南半球除上述的赤道環(huán)流以外，還存在亞熱帶環(huán)流與亞 極地環(huán)流，但與北半球相反，前者為反時(shí)針方向，后者為 順時(shí)針方向。下圖表示北半球冬季太平洋的洋面流：,（三）大洋水團(tuán)及其環(huán)流 1.定義和分類：大洋中具有特別溫度和鹽度值的、性質(zhì)相同的大團(tuán)水體，稱為水團(tuán)。 水團(tuán)的分類即以垂直方向上的密度平衡面和形成水團(tuán)的源地為根據(jù)。以深度為標(biāo)準(zhǔn)劃分的水團(tuán)有： （1）表層水團(tuán)，可深達(dá)100m； （2）中心水團(tuán)，深達(dá)主要變溫層底部； （3）中層水團(tuán)，從中心水團(tuán)以下至3000m； （4）深層與底層水團(tuán)則充滿大洋盆

28、。 2.幾個(gè)大洋的水團(tuán)情況 （1）大西洋的水團(tuán)情況 如下圖所示：,大西洋經(jīng)向剖面水團(tuán)的分布,（2）太平洋的水團(tuán)情況,太 平 洋 水 下 結(jié) 構(gòu),（3）印度洋的水團(tuán)情況 印度洋基本上沒有深入北半球，其北部邊緣連很小的深 層水團(tuán)都沒有。但是南部有范圍清楚的底層水團(tuán)。赤道上 的淺層水團(tuán)不清晰。,第四節(jié) 海平面變化,一、7萬年來的海平面變化 兩個(gè)事實(shí)： 1.近代在全球各個(gè)大陸發(fā)現(xiàn)的貝殼堤、海灘巖、珊瑚礁、 牡蠣堤，以及取自鉆孔剖面中的沉積物和生物遺跡標(biāo)本， 證明即使在最近地質(zhì)歷史時(shí)期，出現(xiàn)過遠(yuǎn)高于現(xiàn)代的海平 面。 2.大量埋藏在今天的海水下的貝殼堤、海灘、海濱沼澤、 村落遺址、河口三角洲和

29、外陸架，證明 過去確曾發(fā)生過海平面遠(yuǎn)低于現(xiàn)代 海平面的情況。,全球范圍的海平面變化是全球氣候變化的反映。冰期中 冰蓋和冰川的發(fā)展，使大量水體以固態(tài)形式儲(chǔ)存于極地和 其它大陸的山地，全球水循環(huán)機(jī)制發(fā)生巨變，必然導(dǎo)致海 平面降低。 我國東部海岸變遷史。,二、近百年的海平面變化 由于氣候變暖導(dǎo)致海洋熱膨脹和冰川消融加劇，加上 CO2排放量猛增形成的溫室效應(yīng)，全球海平面普遍呈上升 趨勢。許多研究者對海平面上升進(jìn)行觀測和估算，但所得 結(jié)果差異懸殊。但是，對海平面上升這一點(diǎn)沒有異議。 下面是不同學(xué)者對近百年來全球海平面上升的估算和上升貢獻(xiàn)因素的估計(jì)。,近百年來全球海平面上升估算,對近百年海平面上升貢

30、獻(xiàn)因素的不同估計(jì),三、21世紀(jì)海平面上升預(yù)測 1.IPCC的預(yù)測 （1）如果21世紀(jì)CO2 不受限制照常排放，21世紀(jì)海平 面上升速度為20世紀(jì)的35倍。 （2）如果 A.能源供應(yīng)轉(zhuǎn)向低碳燃燒； B.可再生能源與核能取代礦物燃料； C.2050年CO2排放量降到1985年的一半； 那么，2050年全球海平面上升2031cm。如下圖所示：,IPCC1990年的21世紀(jì)海平面上升量估算,2.1992年，一批歐洲學(xué)者與中國學(xué)者合作，依據(jù)IPCC 1992年的溫室氣體排放方案（IS92a）提出2050年海平面 上升最佳估計(jì)值為22cm，2100年為48cm。 3.1993年中國科學(xué)院地學(xué)部以全球海平面2050年上升20 到30cm為依據(jù)，估計(jì)我國珠江三角洲海面將上升40 60cm，上海地區(qū)5070cm，天津地區(qū)70100cm，同時(shí) 考慮了上述各地區(qū)地面下沉幅度的。,